Studia Limnologica et Telmatologica Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika 8 w rynnie jordanowsko-niesulickiej 2 71-80 (STUD LIM TEL) koło Lubrzy... 2014 71 Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy, Pojezierze Lubuskie Morphology and the bottom deposits of the palaeolake basin in the Jordanowo-Niesulice subglacial channel near Lubrza, the Lubusz Lakelands Magdalena Ratajczak-Szczerba 1, Iwona Sobkowiak-Tabaka 2, Iwona Okuniewska-Nowaczyk 3 1 Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61-680 Poznań, email: magdarat@amu.edu.pl 2,3 Instytut Archeologii i Etnologii, Polska Akademia Nauk, Ośrodek Studiów Pradziejowych i Średniowiecznych, ul. Rubież 46, 61-612 Poznań, email: 2 iwona.sobkowiak@iaepan.poznan.pl, 3 iwona.okuniewska@iaepan.poznan.pl Abstrakt: Celem artykułu jest przedstawienie budowy geologicznej kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy, na Pojezierzu Lubuskim. Badania prowadzono w ramach projektu badawczego, którego głównym celem jest kompleksowe rozpoznanie charakteru późnoglacjalnego osadnictwa na Pojezierzu Lubuskim w kontekście zmian paleośrodowiskowych. Gęsta sieć wierceń sondą mechaniczną pozwoliła rozpoznać (1) konfigurację dna badanego zbiornika, (2) miejsca występowania tzw. torfu bazalnego, znaczącego początki wytapiania się brył pogrzebanego lodu oraz (3) typy i miąższość leżącej na nim gytii. Daty radiowęglowe torfu bazalnego wskazują, że początek wytapiania się brył lodu mógł nastąpić w allerödzie. Analizy palinologiczne ukazują znaczną dynamikę roślinności u schyłku zlodowacenia wisły i potwierdzają niestabilność klimatu w tym okresie. Wśród znalezisk archeologicznych zarejestrowano koncentracje artefaktów łączonych z okresem allerödzkim (kultura Federmesser) i młododryasowym (kultura świderska). Słowa kluczowe: rynna glacjalna, torf, gytia, artefakty, palinologia Abstract: The aim of this paper is to describe the sediments infilling the palaeolake basin in the Jordanowo-Niesulicko subglacial channel near Lubrza, in the Lubusz Lakeland. The investigation was performed in the framework of the research project that aim to recognize lateglacial settlement in the Lubusz Lakeland on the background of palaeoenvironment changes. Based on dense drillings network we examined (1) the morphology of the lake basin bottom, (2) the presence of basal peat and (3) types and thickness of gyttja. The radiocarbon dates of the basal peat show that the beginning of melting out of dead ice took place in Alleröd. The palinological analysis reveals high rate of vegetation changes, suggesting instability of the climate during this period. Among the archeological artefacts there are some dated in Alleröd so called Federmesser culture and in Younger Dryas Sviderian Culture. Key words: the subglacial channel, peat, gyttja, artefacts, palynology
72 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk Wprowadzenie Badany kopalny zbiornik znajduje się na północny wschód od miejscowości Lubrza, w obrębie makroregionu Pojezierze Lubuskie (Kondracki 2000) i w północnowschodniej części mezoregionu Pojezierza Łagowskiego. Pod względem geomorfologicznym leży w północnej części Wysoczyzny Lubuskiej, we Wzgórzach Osieńsko-Sulechowskich (Bartkowski 1970) (ryc. 1). Miejscowość Lubrza leży w obrębie strefy moren czołowych spiętrzonych, układających się na linii LubrzaŁugów-Rzeczyca (Żynda 1963, 1967), morfologicznie należących do fazy poznańskiej zlodowacenia bałtyckiego, datowanego na 18 800 lat BP (Kozarski 1995). Wysokości bezwzględne wzgórz morenowych położonych na wschód od miejscowości Lubrza wahają się od 100,9 m n.p.m. do 138 m n.p.m. Subglacjalna rynna jordanowsko-niesulicka ciągnie się od miejscowości Jordanowo, leżącej na północ od Lu- A B C Lu18 L-33/2 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań: A. Pojezierze Łagowskie, wg podziału Kondrackiego (2000); B. Mapa geomorfologiczna rynny jordanowsko-niesulickiej wg. Chmal (2003): 1 wysoczyzna morenowa płaska, 2 wysoczyzna morenowa falista, 3 moreny czołowe przeważnie akumulacyjne, 4 moreny martwego lodu, 5 równiny sandrowe i wodnolodowcowe, 6 rynny subglacjalne, 7 doliny wód roztopowych, 8 wzórza morenowe przekształcone, 9 kanały, 10 jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obszaru badań. 1 równina akumulacji biogenicznej, 2 poziom sandrowy, 3 krawędź wysoczyzny morenowej, 4 moreny czołowe, 5 stożki napływowe, 6 dolinki erozyjno-denudacyjne, 7 wody powierzchniowe; 8 archeologiczne stanowiska badawcze (Lubrza stan. 8, 10, 11, 37, 42); w czarnym prostokącie obszar badań geologicznych; Lu18 i L-33/2 miejsca poboru rdzeni do badań osadów organicznych. Fig. 1. Location of the research area : A. Lubuskie Lake District Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphological map of the Jordanowo-Niesulickie glacial troughs according to Chmal (2003): 1 flat moraine plateau, 2 undulated and hummocky moraine plateau, 3 end moraines, mostly accumulative, 4 dead ice moraines, 5 outwash plains, 6 subglacial troughs, 7 melt-out water valleys, 8 transformed moraine hills, 9 artificial channels, 10 lakes. In square the investigated area; C. 1 biogenic matter accumulation plain, 2 outwash plains level (sandur), 3 edge of subglacial channels, 4 moraine hills, 5 alluvial fans, 6 erosion denudative valleys, 7 water reservoirs; 8 archaeologically investigated areas (Lubrza site: 8, 10, 11, 37, 42). In black poligon the area of geological investigation; Lu18, L-33/2 location of drillings in organic deposits.
Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 73 brzy, obecną doliną Paklicy, dalej wzdłuż Kanału Niesulickiego przez Jezioro Paklicko Wielkie, Jezioro Goszcz, Jezioro Lubie i ku południo-zachodowi do Jeziora Niesłysz. Długość rynny wynosi około 18 km, szerokość wynosi od 400 do 2000 metrów, a głębokość waha się od 10 do 30 metrów. W sieci hydrograficznej w okolicy Lubrzy funkcjonuje Jezioro Kociołek i dwa mniejsze zbiorniki, leżące na północny wschód od Lubrzy. W dnie rynny jordanowsko-niesulickiej występują wały kemowo-ozowe oraz ostańce denudacyjne (jeden położony jest na zachód od Lubrzy) (Chmal 2003). Rynna jordanowsko-niesulicka ponadto ogranicza najwyższą powierzchnię sandrową, leżącą na rzędnej około 130 m n.p.m., która odpowiada I poziomowi sandrowemu (Żynda 1963, 1967). Poziom ten występuje w postaci szczątkowej w okolicy Łagowa i na południe od Zagórza. Kolejne poziomy wodnolodowcowe odpowiadające poziomom sandrowym powstawały podczas kolejnych etapów deglacjacji ostatniego lądolodu skandynawskiego podczas zasięgu fazy poznańskiej na tym obszarze (Chmal 2003). Badania na stanowiskach archeologicznych w Lubrzy podjęto w związku z realizacją projektu badawczego 1, którego celem jest kompleksowe rozpoznanie charakteru późnoglacjalnego osadnictwa na Pojezierzu Lubuskim w kontekście przemian paleośrodowiskowych. Szczególnie istotne są interdyscyplinarne studia prowadzone na stanowiskach skupionych wokół kopalnego zbiornika wodnego, położonego w rynnie jordanowsko-niesulickiej (ryc. 1). Budowa geologiczna obszaru badań Na powierzchni terenu w obrębie krawędzi wysoczyzny wzdłuż jordanowsko-niesulickiej rynny subglacjalnej odsłaniają się piaski i żwiry wodnolodowcowe pochodzące z okresu transgresji lądolodu zlodowacenia Wisły (Chmal 2003). Są to przeważnie piaski drobnoziarniste, szarożółte. Wzgórza czołowomorenowe leżące na wschód od Lubrzy zbudowane są głównie z piasków i żwirów wodnolodowcowych, gliny zwałowej, mułków i piasków zastoiskowych zdeformowanych, z wkładkami i łuskami osadów mioceńskich, wykształconych przeważnie w postaci mułków, iłów, piasków i węgla brunatnego. Węgiel brunatny leży na różnych głębokościach, od 2 do 100 metrów (Chmal 2003). Analizowany fragment rynny jordanowsko-niesulickiej wypełniony jest torfami i namułami torfiastymi, leżącymi na gytiach, piaskach i namułach den dolinnych (Chmal 2003). Zastosowane metody badawcze Podstawowym celem badań było szczegółowe rozpoznanie budowy geologicznej kopalnego zbiornika jeziornego, w sąsiedztwie którego stwierdzono ślady osadnictwa paleolitycznego. W celu rekonstrukcji misy i morfolo- gii dna kopalnego zbiornika przeprowadzono serię wierceń za pomocą sondy typu Instorf oraz próbnikiem ręcznym (tzw. laską holenderską Eijkelkamp). Wykonano 65 wierceń, wzdłuż 6 linii profilowych. Wiercenia wykonywano co 20, 30, 40 lub 50 metrów. Stworzono w ten sposób gęstą sieć wierceń. Pobrano 3 rdzenie osadów organicznych o nienaruszonej strukturze sondą typu Instorf. We wszystkich pobranych rdzeniach osiągnięto mineralne podłoże serii organicznej. Posługując się metodą interpolacji graficznej wykonano mapy: morfologii dna zbiornika, miąższości gytii i torfu leżącego w stropie serii organicznej oraz występowania tzw. torfu bazalnego. Do oznaczania osadów limnicznych korzystano z klucza zaproponowanego przez Troels- Smitha (1995), Markowskiego (1980) i Tobolskiego (2000). W 2013 roku pobrano rdzeń (Lu18, ryc. 1,2,3,4) osadów organicznych, łącznie z piaszczystymi osadami podłoża. Do tej pory do analiz pobrano próbki z tych samych głębokości ze spągowego odcinka osadów organicznych (z głębokości 713-600 cm), osobno do oznaczania zawartości węglanu wapnia i do określania udziału części mineralnych. Próbki poddano analizom susząc je najpierw w temperaturze 105 C. Następnie oznaczono zawartość węglanu wapnia metodą Scheiblera, a części mineralnych przez określenie strat na prażeniu w temperaturze 550 C przez 4 godziny. Archeologiczne prace wykopaliskowe prowadzono zgodnie z metodyką badań właściwą dla stanowisk paleolitycznych, polegającą na ręcznej eksploracji nawarstwień w wykopach, w ramach siatki metrowej. Osady z każdego metra kwadratowego przesiewano na sitach o średnicy oczek 5 mm, w ramach warstw mechanicznych o miąższości 10 cm. Artefakty z każdego metra i warstwy inwentaryzowane były osobno. Do rekonstrukcji paleośrodowiska wykorzystano badania palinologiczne. W celu uzyskania zawiesiny sporomorf (ziaren pyłku i zarodników) z rdzenia osadów biogenicznych pobrano próbki o objętości 1 cm 3 w zależności od zmienności osadów, tempa sedymentacji w różnych, kilkucentymetrowych odstępach, a w części spągowej co 1 cm. Następnie poddano je standardowej obróbce chemicznej z wykorzystaniem acetolizy metodą Erdtmana (Faegri, Iversen 1978). Mikroszczątki identyfikowano korzystając z mikroskopu BX Olympus (600 ). Przy zestawieniu danych, obliczeniach procentowych, konstrukcji i wykreśleniu diagramu wykorzystano program komputerowy POLPAL 2000 (Walanus, Nalepka 1999). Niezbędną informacją przy rekonstrukcji zmian środowiskowych jest wiek bezwzględny osadów organicznych, wskazujących na początek wytapiania się brył pogrzebanego lodu. W tym celu pobrano próbki torfu bazalnego. Datowania mikropróbek wykonano najnowocześniejszą obecnie techniką akceleratorową (AMS) w Poznańskim Laboratorium Radiowęglowym. 1 Projekt został sfinansowany ze środków Narodowego Centrum Nauki przyznanych na podstawie decyzji numer DEC-2011/01/D/HS3/04134.
74 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk Wyniki Morfologia dna kopalnego zbiornika Badania geomorfologiczne i geologiczne prowadzono w kopalnym zbiorniku, w rynnie jordanowsko-niesulickiej, leżącym na północ od miejscowości Lubrza. W centralnej części analizowanego akwenu znajduje się wypłycenie (ryc. 2). Tworzy je owalna forma na dnie paleozbiornika. Miąższość przykrywających ją osadów organicznych wynosi minimalnie 2,8 metra nad jej środkiem. Od tego miejsca dno paleozbiornika opada koncentrycznie na zewnątrz, aż do rozpoznanej głębokości 9,5 metra (osady organiczne nie zostały przewiercone), która jest maksymalną stwierdzoną do tej pory głębokością paleozbiornika i jednocześnie maksymalną miąższością osadów organicznych wypełniających tę część rynny. Ku północy dno przechodzi w kopalny stromy stok, natomiast ku południowi zbiornik wypłyca się łagodniej (ryc. 2). Budowa geologiczna badanego kopalnego zbiornika Największa rozpoznana miąższość osadów biogenicznych wypełniających kopalny zbiornik wnosi 9,5 metra i składają się na nie: gytia i torf. Torf występuje w stropie osadów i przykrywa cały obszar warstwą o miąższości od 0,1 metra do ponad 1,7 metra. Torf stwierdzono również w spągu osadów organicznych wypełniających rynnę. Ten tak zwany torf bazalny (Błaszkiewicz 2005, 2007) nie występuje w postaci ciągłej warstwy przykrywającej całe dno badanego akwenu. Obecność torfu bazalnego odnotowano w trzech skupiskach w północnej części analizowanego akwenu (ryc. 3). Płaty torfu bazalnego leżą na stokach wypukłej, owalnej formy występującej w środku badanego paleozbiornika. Niewielki płat torfu bazalnego rozpoznano w południowej części zbiornika, około 100 metrów od jego brzegów. Brak informacji o torfie bazalnym w najgłębszych fragmentach zbiornika, gdyż w tych miejscach nie osiągnięto spągu osadów organicznych. Omawiany torf jest zróżnicowany. Przeważa torf mszysty bardzo słabo rozłożony, z dobrze zachowanymi makroskopowymi szczątkami 3 1 2 0 100 m 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 1 2 0 100 m 6-7 7-8 8-9 >9 metry/metres Ryc. 2. Mapa głębokości paleozbiornika i morfologii jego dna: 1 lokalizacja rdzenia Lu18, 2 lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 głębo- kość zbiornika w metrach Fig. 2. The map of the paleolake depth and bottom morphology; 1 location of Lu18 drilling, 2 location of the L-33/2 drilling, 3 the depth of the paleolake in metres. 3 4 5 Ryc. 3. Mapa występowania tzw. torfu bazalnego: 1 lokalizacja rdzenia Lu18, 2 lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 torf bazalny, 4 brak torfu bazalnego, 5 brak danych. Fig. 3. The map showing the distribution of the basal peat: 1 location of Lu18 drilling, 2 location of the L-33/2 drilling, 3 basal peat, 4 areas devoid of basal peat, 5 lack of data.
Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 75 3 1 2 0-1 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 0 100 m 6-7 7-8 8-9 >9 metry metres Ryc.4. Mapa miąższości gytii w paleozbiorniku: 1 lokalizacja rdzenia Lu18, 2 lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 miąższość gytii w metrach. Fig. 4. The map of the thickness of gyttja: 1 location of Lu18 drilling, 2 location of the L-33/2 drilling, 3 the depth of gyttja in metres. mchów, natomiast torf bardzo mocno rozłożony przypomina gytię grubodetrytusową lub gytię mineralną. Miąższość torfu bazalnego, w zachodniej części badanego zbiornika, waha się od 5 cm do 40 cm. Natomiast we wschodniej części tego zbiornika odnotowano 80 cm miąższość tego osadu. Są to wartości duże. Najczęściej warstwy torfów bazalnych o miąższościach wynoszących średnio 10-40 cm odnotowywano dla obniżeń jeziornych, w których początek sedymentacji nastąpił w okresie bölling-alleröd bądź preborealnym (Błaszkiewicz, 2007, 2011 i cytowana tam literatura). Natomiast torf bazalny w analizowanym akwenie pochodzi z okresu allerödzkiego (12000±60 BP, Poz-31273, rdzeń L-33/2, ryc. 1. oraz Okuniewska-Nowaczyk 2011b). Gytia wypełnia cały badany kopalny zbiornik, ale jest zróżnicowana zarówno pod względem rodzaju jak i grubości warstwy (ryc. 4). Miejscami przechodzi ona w kredę piszącą (gdy zawartość węglanów przekracza 80%, ryc. 5). Gytia o największej miąższości wypełnia najgłębsze fragmenty zbiornika (ryc. 4). Maksymalna odnotowana do tej pory miąższość gytii to 9,3 m. Gytia wypełniająca zbiornik występuje w kilku typach: gytia wapienno-detrytusowa i mineralna szara, beżowa i oliwkowa. Gytia, która odkładała się po fazie torfowiskowej to gytia wapienno-mineralna. W stropie osadów biogenicznych dominuje gytia detrytusowo-wapienna, oliwkowo-brązowa z przewarstwieniami malakofauny oraz szczątkami roślinnymi. W profilach wykonanych bliżej strefy brzegowej zaobserwowano przewarstwienia węgielków drzewnych. Analiza podstawowych cech fizykochemicznych osadów Zawartość węglanu wapnia: W celu przeprowadzenia szczegółowych badań interdyscyplinarnych pobrany został rdzeń Lu18 osadów biogenicznych o miąższości 713 cm (ryc. 2). Analizie poddano do tej pory spągowy odcinek osadów organicznych (z głębokości 713-600 cm). W wierceniu osiągnięto mineralne podłoże. Wykonano również wstępną analizę palinologiczną pobranego rdzenia, natomiast w niniejszym artykule zostały zaprezentowane wyniki analizy rdzenia osadów organicznych L-33/2 pobranego w części południowej analizowanego zbiornika kopalnego (ryc. 1). Pozostałe badania (analiza makroskopowych szczątków roślinnych, malakologiczna) są w toku. Zawartość węglanu wapnia w analizowanym metrze osadów spągowych pobranego rdzenia wzrasta ku stropowi (ryc. 5). Najmniejszą zawartością CaCO 3 charakteryzują się próbki pobrane z torfu bazalnego i z gytii leżącej bezpośrednio na tym torfie. Zawartość CaCO 3 waha się od 13% do 36% na głębokości 713-703 cm. W miarę postępującej akumulacji osadów jeziornych w postaci gytii węglanowo-detrytusowej zawartość węglanu wapnia wzrasta od 59% do 63% na głębokości 702-693 cm. Wyżej leżą osady o zawartości CaCO 3 ponad 80%, co pozwala zaklasyfikować je jako kreda jeziorna (wg terminologii zaproponowanej przez Markowskiego 1980). Zawartość strat prażenia jako miara zawartości materii organicznej: W analizowanym spągowym fragmencie pobranych osadów jeziornych obserwuje się dość duże wahania zawartości części mineralnych i materii organicznej. Należy brać pod uwagę fakt, że wynik może być nieco zawyżony, z powodu częściowego rozkładu węglanu oraz utraty wody zawartej w minerałach ilastych (Rutkowski 2007). W torfie bazalnym zawartość materii mineralnej waha się od 2,85% do 13,04%. W gytii leżącej bezpośrednio na torfie bazalnym zawartość części mineralnych spada ku stropowi od wartości 8-10% do 3-6%. Na głębokości 672, 668, 655-650 cm zawartość materii organicznej osadów jeziornych osiąga 100% (ryc. 5). Jednocześnie wysoka jest zawartość CaCO 3 w tych próbkach, w przedziale 71,4% do 99,2%.
76 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 A cm 601 606 616 621 626 628 629 636 640 641 646 649 650 651 653 655 659 668 672 673 679 689 690 691 693 695 696 698 699 702 703 706 708 709 710 712 713 GYTIA Gyttja TORF Peat B 12 36 60 84 108 C D % % % 80 84 88 92 96 100 0 5 10 15 0.0 0.3 0.6 0.9 1.2 Ryc. 5. Zawartość węglanu wapnia i materii organicznej w spągowym odcinku (713-600 cm, p.p.t.) rdzenia Lu18. Lokalizacja otworu podana została na ryc. 1-4: A głębokość, B zawartość CaCO 3, C zawartość materii organicznej OM (organic matter), D zawartość części mineralnych, E wskaźnik CaCO 3 /OM. Fig. 5. Content of carbon dioxide and organic matter in the bottom part (713-600 m under ground level) of the Lu18 core. Location of drilling shown on Fig. 1-4: A. A depth, B content of CaCO 3, C organic matter content, D mineral matter content, E CaCO 3 /OM ratio. E Wskaźnik węglanowości osadów: W analizie zmian poziomu wody stosuje się również, oprócz wielu innych, wskaźnik węglanowości osadów (CaCO 3 /OM) (Wojciechowski 2000). Uwzględnia on relację między zawartością węglanu wapnia, a zawartością materii organicznej. Stanowi ilościową miarę zmienności litologicznej osadów. Wysokie wartości tego wskaźnika wskazują na znaczną przewagę zawartości węglanu wapnia nad materią organiczną. Świadczy to o większym zwilgotnieniu klimatu, wyższym poziomie wody, a także zmianach głębokości zbiornika, gdyż procesy ługowania węglanu wapnia uzależnione są od wilgotności klimatu (Wojciechowski 2000). Największy udział CaCO 3 w osadach powinien występować w okresach o wyższych opadach atmosferycznych. W analizowanych osadach przewaga węglanu wapnia nad zawartością materii organicznej jest niewielka (ryc. 5E) i występuje zaledwie w kilku próbkach. Dominują natomiast małe wartości wskaźnika węglanowości (poniżej wartości 1), co jest efektem przewagi zawartości materii organicznej nad węglanem wapnia. Jak podaje Wojciechowski (2000) taka sytuacja jest charakterystyczna dla osadów fazy niskiej wody. Autor ten zaobserwował w jeziorach kórnicko-zaniemyskich tego typu stan dla osadów akumulowanych w allerödzie (ok. 11 000 11 800 lat BP). Analiza archeologiczna Ślady osadnictwa społeczności paleolitycznych, których obecność jest generalnie łączona z okresem allerödzkim (kultura Federmesser), zarejestrowano w postaci dwóch koncentracji artefaktów krzemiennych na stanowisku nr 42 (ryc. 1) w Lubrzy (Kabaciński, Sobkowiak-Tabaka 2011a), kilkuset artefaktów na stanowisku nr 10 (Okuniewska-Nowaczyk, Sobkowiak-Tabaka 2014) oraz w postaci 1 narzędzia na sąsiednim stanowisku nr 8 (Pyżewicz i in. 2008). Nad brzegami ówczesnego jeziora osiedlały się także późnodryasowe społeczności kultury świderskiej stanowiska nr 42 i 11 (ryc. 1) (Kabaciński, Sobkowiak-Tabaka 2011a, b) oraz nr 37 (Okuniewska-Nowaczyk, Sobkowiak- Tabaka 2014). Ponadto ze stanowisk nr 10, 11 i 42 (ryc. 1) znane są relikty obozowisk mezolitycznych łowców zbieraczy (Kabaciński and Sobkowiak-Tabaka 2011a, b; Okuniewska-Nowaczyk, Sobkowiak-Tabaka 2014). Analiza palinologiczna i datowania radiowęglowe W okresie ostatnich kilkunastu lat okolice Lubrzy stały się obiektem opracowania multidyscyplinarnego. Pierwsze badania palinologiczne podjęto na stanowisku ar-
Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 77 cheologicznym nr 42, w sąsiedztwie przedwojennego nasypu pod autostradę, w pobliżu którego pobrano rdzeń osadów organicznych L-33/2 (ryc. 1). Przeanalizowano wówczas osady rdzenia o miąższości 676 cm, pobranego w południowo-wschodniej części owalnego rozszerzenia w strefie brzegowej zbiornika. Spągową próbkę pozyskano z piasku zawierającego detrytus roślinny, kolejne z torfu bazalnego o miąższości 56,5 cm i zalegającej na nim gytii (ryc. 6). Podczas wierceń rozpoznawczych stwierdzono duże zróżnicowanie miąższości torfów bazalnych na niewielkiej przestrzeni oraz bardzo różny stopień ich rozkładu. Prawdopodobnie jest to efekt występowania mozaiki mikrosiedlisk na terenie o zróżnicowanej mikrorzeźbie. W miejscu pobrania rdzenia do badań palinologicznych początek sedymentacji biogenicznej miał miejsce przed allerödem, taki wiek potwierdziło datowanie radiowęglowe. Dla osadów z głębokości 675 cm uzyskano wynik analizy 14 C 12000±60 BP (Poz-31273). Podobna zgodność oceny wieku ma miejsce dla palinologicznie określonej jako allerödzka próbce z głębokości 645 cm 14 C 11470±60 BP (Poz-31272). Przebieg krzywych pyłkowych dla całego późnego vistulianu jest dynamiczny, stąd wydzielenie wielu lokalnych poziomów pyłkowych. W początkowej fazie powstawania zbiornika pojawiły się glony z rodzaju Botryococcus i Mougeotia oraz mchy. Rozwijały się turzycowiska, występował bobrek trójlistkowy (Menyanthes trifoliata) i skrzyp (Equisetum). Otaczający teren zajmowały heliofity jałowiec (Juniperus communis), widliczka (Selaginella selaginoides), posłonek (Helianthemum), bylica (Artemisia) oraz zbiorowiska brzóz z domieszką wierzby (Salix undiff., Salix t. polaris). Pyłek wierzby w dużych ilościach pojawia się na głębokości 670-673 cm (Salix-Betula LPAZ), ale jest to tylko epizod (ryc. 6). W szczególny sposób wyróżnia się spektrum z głębokości 655 cm opisane jako poziom Pinus I LPAZ. Zarejestrowano tylko kilka taksonów, a wśród nich dominację pyłku jednego gatunku - sosny (Pinus sylvestris). Jednoznaczna interpreta- Ryc. 6. Uproszczony procentowy diagram pyłkowy rdzenia L-33/2 (lokalizacja na ryc. 1-4). Fig. 6. Lubrza simplified pollen diagram (AP+NAP=100%) of the L-33/2 core (location shown on Fig. 1-4).
78 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk cja, na obecnym etapie badań, nie jest możliwa. Odzwierciedleniem zmian warunków hydrologicznych jest ekspansja mchów, przede wszystkim z rodzaju Sphagnum (Betula II LPAZ). Palinologiczna charakterystyka przemian późnovistuliańskiej szaty roślinnej w okolicy Lubrzy różni się od tradycyjnej, zwłaszcza dla allerödu dzielonego na fazy brzozową i sosnową, ale także młodszego dryasu z regularną krzywą jałowca. Pierwsze rezultaty badań na tym stanowisku odzwierciedlają nie tylko dużą zmienność warunków lokalnych, ale także potwierdzałyby niestabilność klimatu w tym czasie, na którą wskazują analizy z ostatnich lat z innych obszarów (GRIP-INTIMATE, Latałowa 2003 i inni). Dane z prac przeprowadzonych m. in. na terenie Niemiec i Szwajcarii pozwoliły na wydzielenie trzech faz dla okresu Allerødu (Merkt, Müller 1999, Litt et al. 2003). Dyskusja Badany kopalny zbiornik jeziorny koło Lubrzy znajduje się na środkowym odcinku rynny jordanowsko-niesulickiej. Wyniki jego analizy dają obraz tylko niewielkiego fragmentu morfologii dna i budowy geologicznej tej dużej formy. Jednak, już na przykładzie tak małego fragmentu rynny glacjalnej uzyskano bogaty zapis zmian środowiska przyrodniczego. Gęsta sieć wierceń pokazała urozmaiconą rzeźbę pierwotnego dna kopalnego zbiornika jeziornego. Północne jego stoki są strome, o falistej powierzchni. Natomiast na południu zbiornik łagodnie się wypłyca. Na środku kopalnej misy jeziornej znajduje się wyniesienie, w deniwelacji wynoszącej ponad 6,7 m względem rozpoznanej maksymalnej głębokości analizowanego zbiornika. Pierwotne dno rynien subglacjalnych urozmaicone przegłębieniami, progami i wypłyceniami może być efektem erozyjnej działalności wód roztopowych, znajdujących się pod ciśnieniem hydrostatycznym (Kordowski et al. 2014). Natomiast w badanym kopalnym zbiorniku urozmaicona morfologia jego dna jest zapewne odzwierciedleniem zróżnicowanej wielkości brył pogrzebanego lodu, które wypełniały rynnę oraz różną miąższością wodnolodowcowych osadów piaszczysto-żwirowych, które je przykrywały. Bryły lodowe mogły pochodzić z zawalenia się stropu rynny subglacjalnej w trakcie recesji lądolodu. Następnie zostały one przykryte osadami mineralnymi sandrowymi, przez wypływające z bramy lodowcowej wody. W wyniku zmian klimatycznych, jakie miały miejsce u schyłku glacjału, zakonserwowane bryły lodu stopniowo wytapiały się. Prawdopodobnie najszybciej proces ten przebiegał tam, gdzie pokrywa osadów piaszczysto-żwirowych była najmniej miąższa. Początek akumulacji jeziornej należy odnieść do allerödu. W tym okresie miała miejsce faza torfowiskowa, na co wskazuje występujący na mineralnym dnie kopalnego zbiornika torf (tzw. torf bazalny). Miąższość pokładu tego torfu na niewielkiej przestrzeni jest bardzo różna: od 5 do nawet 80 cm. Również stopień jego rozkładu jest bardzo zróżnicowany: od torfu bardzo mocno rozłożonego, przypominającego strukturą gytię grubodetrytusową do słabo rozłożonych osadów organicznych ze szczątkami zwłaszcza mchów. Jest to prawdopodobnie efekt występowania mikrosiedlisk na terenie o zróżnicowanej mikrorzeźbie, a torf na dnie zbiornika jest śladem po płytkich, zabagnionych zagłębieniach, w których pojawiła się bujniejsza roślinność, a jej beztlenowy rozkład prowadził do powstania cienkiej warstewki torfu. Obecność płytkich zbiorników potwierdza analiza wskaźnika węglanowości. W miarę postępującego wytapiania się brył pogrzebanego lodu zwiększała się głębokość i zasięg zbiornika. Mniejsze jeziora łączyły się w większe, aż do powstania dużego akwenu, którego wielkość wyznacza zasięg występowania osadów jeziorno-bagiennych i torfu. Jak przypuszczamy, zróżnicowana mikrorzeźba zbiornika przyczyniła się do dużej, ale rozmaitej miąższości tzw. torfów bazalnych na niewielkim obszarze, których narastanie w wielu miejscach nie było zdarzeniem epizodycznym. Nie tylko historia powstania samego zbiornika jest bardzo interesująca, ale także zapis przemian szaty roślinnej w swoistym archiwum, jakim są osady biogeniczne. Jego odczytanie za pomocą analizy palinologicznej dostarczyło nowych danych o paleośrodowisku. Szczególną uwagę zwraca niespokojny przebieg krzywych pyłkowych. Z jednej strony może to być efekt procesów zachodzących w samym zbiorniku, ale z drugiej także odzwierciedlenie przemian roślinności w jego otoczeniu i okolicy, spowodowane zmiennością klimatu. Badania w Lubrzy pokazały m. in. rolę ostatniego z wymienionych czynników. Niemożliwe jest wyróżnienie w allerödzie tylko dwóch faz: brzozowososnowej i sosnowej. Prawdopodobnie w związku z niestabilnością klimatu okres ten był bardziej zróżnicowany. Hipotezę, że uzyskany obraz palinologiczny odzwierciedla nie tylko lokalne warunki, potwierdzają ostatnie badania Jurochnik i Nalepki (2013) kopalnego zbiornika jeziornego w rynnie marginalnej koło Węglin (Housley et al. 2013), w południowo-zachodniej części Pojezierza Lubuskiego. Wspomniane autorki nie stwierdziły fazy brzozowej poprzedzającej sosnową, jak i trójpodziału allerödu, sugerowanego w pracach Merkt i Müller (1999), Litt et al. (2003) dla obszaru Niemiec i Szwajcarii. Prace w okolicy Lubrzy są kontynuowane. Wstępne wyniki intedyscyplinarnych badań wskazują, że warunki geomorfologiczne i paleośrodowiskowe sprzyjały rozwojowi osadnictwa na tym terenie zarówno w późnym glacjale, jak i we wczesnym holocenie. Na stosunkowo niewielkim obszarze, wokół kopalnego zbiornika wodnego, odnotowano koncentrację zróżnicowanych chronologicznie (alleröd, młodszy dryas, wczesny holocen), kulturowo (społeczności kultury Federmesser, świderskiej oraz wczesno- i późnomezolityczne) i funkcjonalnie (obozowiska, pojedyncze znaleziska, pracowanie krzemieniarskie) stanowisk archeologicznych.
Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 79 Podziękowania Prace badawcze prowadzone były przy wsparciu projektu Narodowego Centrum Nauki przyznanego na podstawie decyzji numer DEC-2011/01/D/HS3/04134. Dziękujemy studentom Wydziału Nauk Geograficznych i Geologicznych za pomoc przy pracach terenowych. Recenzentom i redaktorom tomu dziękujemy za trud oceny i poprawy naszego artykułu. Literatura Bartkowski T. 1970. Wielkopolska i Środkowe Nadodrze. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Błaszkiewicz M. 2005. Późnoglacjalna i wczesnoholoceńska ewolucja obniżeń jeziornych na Pojezierzu Kociewskim (wschodnia cześć Pomorza). Prace Geograficzne 201: 1-192. Błaszkiewicz M. 2007. Geneza i ewolucja mis jeziornych na młodoglacjalnym obszarze Polski wybrane problemy. Studia Limnologica et Telmatologica 1(1): 5-16. Błaszkiewicz M. 2008. Wytapianie się pogrzebanych brył martwego lodu w późnym glacjale i wczesnym holocenie a zdarzenia ekstremalne. Landform Analysis 8: 9-12. Chmal R. 2003. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, Arkusz Toporów (501). Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa: 1-49. Faegri K., Iversen J. 1978. Podręcznik analizy pyłkowej. Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa. Housley R.A., MacLeod A., Nalepka D., Jurochnik A., Masojć M., Davies L., Lincoln P.C., Bronk Ramsey C., Gamble C.J., Lowe J.J. 2013. Tephrostratigraphy of a Lateglacial lake sediment sequence at Węgliny, southern Poland. Quaternary Science Reviews 77: 4-18. Jurochnik A., Nalepka D. 2013. Late glacial and Holocene plant cover in Węgliny (Lubsza Plain) based on pollen analysis. Acta Palaeobotanica 53(2): 191-233. Kabaciński J., Sobkowiak-Tabaka I. 2011a. Schyłkowy paleolit. W: J. Kabaciński I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze badania archeologiczne Instytutu Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III, Poznań: 195-262. Kabaciński J., Sobkowiak-Tabaka I. 2011b. Schyłkowy paleolit i mezolit. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze badania archeologiczne Instytutu Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III, Poznań: 21-28. Kondracki J. 2000. Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kordowski J., Błaszkiewicz M., Kramkowski M., Słowiński M., Tyszkowski S., Brauer A., Brykała D., Gierszewski P., Lamparski P., Lutyńska M., Mirosław-Grabowska J.,. Noryśkiewicz A. M., Obremska M., Ott F., Wulf S., Zawiska I. 2014. Charakterystyka środowisk depozycyjnych Jeziora Czechowskiego i jego otoczenia. Landform Analysis 25: 55-75. Kozarski S. 1995. Deglacjacja północno-zachodniej Polski. Dokumentacja Geograficzna PAN 1. Kurzawska A. 2011. Analiza malakologiczna. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Badania Archeologiczne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 281-289. Litt T., Schmincke H.-U., Kromer B. 2003. Environmental response to climatic and volcanic events in central Europe during the Weichselian Lateglacial. Quaternary Science Reviews 22: 7-32. Markowski S. 1980. Struktura i właściwości podtorfowych osadów jeziornych rozprzestrzenionych na Pomorzu Zachodnim jako podstawa ich rozpoznania i klasyfikacji. Materiały pokonferencyjne naukowo-technicznej konferencji Kreda jeziorna i gytie, Gorzów Wlkp., Zielona Góra. Merkt J., Müller H. 1999. Varve chronology of Late Glacial in Northwestern Germany from lacustrine sediments of Hämelsee in Lower Saxony. Quaternary International 61: 41-59. Okuniewska-Nowaczyk I. 2011a Badania palinologiczne, W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Badania Archeologiczne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 263-275. Okuniewska-Nowaczyk I. 2011b. Wiek torfów bazalnych w Lubrzy w świetle datowoń palinologicznych i radiowęglowych. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Badania Archeologiczne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 279-280. Okuniewska-Nowaczyk I., Sobkowiak-Tabaka I. 2014. Palynological and archaeological studies of the Late Vistulian and Early Holocene at the Lubuskie Lake District (Western Poland). Studia Quaternaria 31(1): 39-50. Pyżewicz K., Rozbiegalski P., Skorupka T., Dmochowski P. 2008. Dwa odosobnione znaleziska tylczaków schyłkowopaleolitycznych z Wielkopolski i Kujaw. Wielkopolskie Sprawozdania Archeologiczne 9: 13-24. Ratajczak-Szczerba M. 2012. Sytuacja geomorfologiczna i geologiczna rejonu stanowiska 10 i 42 w Lubrzy (maszynopis oprac.). Rutkowski J. 2007. Osady jezior w Polsce. Charakterystyka i stan rozpoznania, metodyka badań, propozycje. Studia Limnologica et Telmatologica 1(1): 17-24. Tobolski K. 2000. Przewodnik do oznaczania torów i osadów jeziornych. Vademecum Geobotanicum, 2, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Troels-Smith J. 1995. Karakteriserung af lose jordarter (Characterization of unconsolidated sediments). Danmarks Geologiske Undersogelse, 4(3): 73. Walanus A., Nalepka D. 1999. POLPAL. Program for counting pollen grains, diagrams plotting and numerical analysis. Acta Palaeobotanica, Suppl. 2: 659-661. Więckowski K. 1993. Dotychczasowy stan rozpoznania osadów dennych jezior Na Jazach cechy makroskopowe. Polish Botanical Studies, Guidebook 8, Kraków: 77-92.
80 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk Więckowski K. 1998. Sediments od Lake Gościąż. W: M. Ralska-Jasiewiczowa, T. Goslar, T. Madeyska, L. Starkel (red.), Lake Gościąż, Central Poland. A Monographic Study, Part I, W. Szafer Institute of Botany, Kraków: 85-89. Wojciechowski A. 2000. Zmiany paleohydrologiczne w środkowej Wielkopolsce w ciągu ostatnich 12 000 lat w świetle badań osadów jeziornych rynny kórnicko-zaniemyskiej. Wydawnictwo Naukowe UAM: 235. Żynda S. 1963. Objaśnienia do mapy geomorfologicznej 1:50 000, Arkusz N 33-139-B Toporów. Dokumentacja Geograficzna PAN, Instytut Geografii, Warszawa: 1-70. Żynda S. 1967. Geomorfologia przedpola moreny czołowej stadiału poznańskiego na obszarze Wysoczyzny Lubuskiej. Pr. Kom. Geogr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyr. PTPN, 8, 1: 1-191.